DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOCIÊNCIAS
DIVANIR CONEGO JUNIOR
INTERPRETAÇÃO GEOFÍSICA DO BATÓLITO DE CATOLÉ DO ROCHA PB-RN, BRASIL
Recife 2019
INTERPRETAÇÃO GEOFÍSICA DO BATÓLITO DE CATOLÉ DO ROCHA PB-RN, BRASIL
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Geociências da Universidade Federal de Pernambuco, como requisito parcial para obtenção do título de mestre em Geociências.
Área de Concentração: Geoquímica, Geofísica e Evolução Crustal.
Orientadora: Profa. Dra. Vanessa Biondo Ribeiro Coorientador: Prof. Dr. João Adauto de Souza Neto Coorientador: Prof. Dr. Vinicius Hector Abud Louro
Recife 2019
Catalogação na fonte
Bibliotecária Maria Luiza de Moura Ferreira, CRB-4 / 1469
C747i Conego Junior, Divanir.
Interpretação geofísica do Batólito de Catolé do Rocha PB-RN, Brasil / Divanir Conego Junior. - 2019.
95 folhas, il., tabs.
Orientadora: Profa. Dra. Vanessa Biondo Ribeiro. Coorientador: Prof. Dr. João Adauto de Souza Neto. Coorientador: Prof. Dr. Vinicius Hector Abud Louro.
Dissertação (Mestrado) – Universidade Federal de Pernambuco. CTG. Programa de Pós-Graduação em Geociências, 2019.
Inclui Referências.
1. Geociências. 2. Batólito de Catolé do Rocha. 3. Interpretação geofísica. 4. Inversão. 5. Magnetometria. 6. Gamaespectrometria. I. Ribeiro, Vanessa Biondo (Orientadora). II. Souza Neto, João Adauto de (Coorientador). III. Louro, Vinicius Hector Abud (Coorientador). IV. Título.
UFPE
551 CDD (22. ed.) BCTG/2019-430
INTERPRETAÇÃO GEOFÍSICA DO BATÓLITO DE CATOLÉ DO ROCHA PB-RN, BRASIL
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Geociências da Universidade Federal de Pernambuco, como requisito parcial para obtenção do título de mestre em Geociências.
Aprovada em: 09/08/2019
BANCA EXAMINADORA
___________________________________________________________ Prof. Dr. Vinicius Hector Abud Louro (Coorientador)
Universidade de São Paulo
___________________________________________________________ Prof. Dr. Lauro Cézar Montefalco de Lira Santos (Examinador Interno)
Universidade Federal de Pernambuco
___________________________________________________________ Dr. Roberto Gusmão de Oliveira (Examinador Externo)
À família que me criou e a grande família que adquiri durante esta caminhada, sem o apoio de vocês nada disso seria possível.
importam com você, que o apoio mútuo para conquistar juntos é mais importante que o conquistar sozinho. Um porto não é só caracterizado apenas pelas construções, mas necessita de todas as embarcações que nele aportam deixando e levando algo. Desta forma construí minha segunda família, que por mais distantes que estejam, contribuem sempre para meu crescimento. Não cabe aqui nomeá-los, pois sabem quem são e como contribuíram. Esta dissertação é dedicada a vocês, que sempre me auxiliaram e estiveram abertos a discutir coisas mundanas e geofísicas. Meu muito obrigado.
Agradeço à minha família, que sempre me deu suporte, apoio incondicional mesmo sem saber lhufas do que eu faço e às vezes até não acreditando muito... Muito obrigado por tudo pai, mãe e irmã.
À minha namorada, pela paciência e todas as palavras de incentivo quando tudo parecia que ia dar errado e por quando tudo começou a dar certo. Muito obrigado.
À minha orientadora, Vanessa Biondo Ribeiro, que mesmo distante sempre esteve próxima para todas as dúvidas, questionamentos e sempre conseguiu tirar o melhor de mim. Sem sua ajuda nada disso seria possível.
Aos meus coorientadores, Adauto e Vinicius, que contribuíram em épocas distintas para o meu trabalho e me moldaram para que a dissertação fosse um orgulho para mim e minha família.
Ao amigo Jim e Joe, sem nossas discussões sobre a vida, geofísica, interpretações e seus resultados, essa caminhada não seria tão alegre. Garanto que este contato sempre serviu para que eu continuasse lutando e tentando melhorar sempre. Peço desculpas por, às vezes, ser tão prolixo.
Ao Programa de Pós-Graduação em Geociências (PPGEOC/UFPE), pela oportunidade de desenvolver esta dissertação de mestrado.
Ao Conselho Nacional de Pesquisa (CNPq) pela bolsa de estudo, sem ela não seria possível o desenvolvimento deste trabalho.
À professora Leila, que sempre acreditou em mim e incentivou, mesmo quando não precisava.
Ao técnico do IAG-USP, Roberto Zanon, pelas conversas proveitosas, as ajudas nos softwares e as constatações sobre coisas “xexelentas”.
sobre o funcionamento dos métodos.
Aos amigos de IAG, Raphael (Rapha Prieto), Marcão, Daniel (Ketchup), Cassiano (Pira), Emerson (Alasão), Vinicius (Bundão), David (Mazza), Rafael (Romário), Luiz (Santas), Rodrigo (Samões), Andrézinho, Igor (Baballo), Daniel (Tião), Victor (Vivi), dentre outros, nossas conversas regadas ao facilitador social foram muito proveitosas durante esses anos.
Ao amigo Daniel, companheiro de reclamações sobre a vida cotidiana e pelos momentos de descontração, aprendizado e por nos guiar em Natal-RN.
Ao Laboratório de Gravimetria e Geomagnetismo do IAG-USP, por permitir que eu utilizasse o espaço físico e os seus softwares.
Ao IAG-USP por permitir que utilizasse a biblioteca e a salinha do café, sem o café essa trajetória seria muito mais complicada.
Ao técnico Marcelo por todas as conversas nas tardes de IAG, e por todo o bom senso que demonstrou nesses anos todos que o conheço.
Aos técnicos Dennis e Edilson por sempre fornecerem a senha de internet e ajudarem a resolver todos os pepinos que apareciam.
Por fim agradeço aos amigos da salinha da pós da UFPE, por toda ajuda e informações que me passaram nesses dois anos.
Sem todos vocês essa caminhada teria se tornado ainda mais árdua e complicada. Cada um contribuiu de forma significativa em cada processo da preparação desta dissertação.
“Ultimately their aim is to make an image ‘look good’” (Kovesi, P., 2012, p.01)
Grande do Norte e conta com mais de 700 km² de área aflorante. É composto por três fácies internas: Alexandria, Brejo dos Santos e Maniçoba, por diques de leuco-microgranitos, e por uma suíte máfica/intermediária composta predominantemente por dioritos, onde todas as fácies possuem assinaturas geofísicas pronunciadas. Esta pesquisa tem por objetivo a caracterização geofísica da área do BCR através dos métodos de magnetometria e gamaespectrometria. A interpretação destes métodos possibilitou a definição dos limites do BCR e lineamentos da área com orientação NE-SW. Dados radiométricos permitiram definir as fácies do batólito e possíveis ocorrências de alteração hidrotermal na área. No interior do batólito foram interpretadas três anomalias magnéticas com características normais, denominadas de Maniçoba, Brejo dos Santos e Bom Sucesso. A modelagem das anomalias indicou contrastes de susceptibilidades magnéticas variando de 0,0070 a 0,0711 SI, com profundidades de 0 a até 400 metros, alinhadas segundo a direção NE-SW. Com base na geologia da região, em assinaturas e modelos geofísicos, as fontes das anomalias foram interpretadas como dioritos. Os alojamentos de tais corpos podem ter aproveitado a fraqueza crustal gerada pelo Lineamento Caicó-Bom Jesus, facilitando sua migração e encaixe ou a partir de underplating basáltico, que forneceu indicativos de magma parental para a gênese dos corpos anômalos e do BCR. Duas áreas de interesse exploratório foram sugeridas: a primeira na região entre os corpos dioríticos da anomalia de Maniçoba e a segunda no corpo 3 da anomalia de Bom Sucesso, existindo a possibilidade de ocorrência de minerais associados a corpos pegmatitos, comuns nessa região e associados a corpos graníticos.
Palavras-chave: Batólito de Catolé do Rocha. Interpretação geofísica. Inversão. Magnetometria. Gamaespectrometria.
do Norte domain and has more than 700 km² of outcrop area. It is composed of three internal fácies: Alexandria, Brejo dos Santos and Maniçoba; by dikes of micro-leucogranites, and by a suite mafic/intermediary predominantly made of diorites, where all facies have pronounced geophysical signatures. This research aims at the geophysical characterization of the BCR area using the magnetic field and -ray spectrometry methods. Their interpretation allowed defining of BCR boundaries and the regional NE-SW lineaments. Radiometric data displayed the facies of the batholith and possible occurrences of hydrothermal alteration in the area. Within the batholith, three magnetic anomalies of normal polarities were interpreted, namely Maniçoba, Brejo dos Santos and Bom Sucesso. The magnetic field models of the three anomalies indicated contrasts of magnetic susceptibilities varying from 0.0070 to 0.0711 SI, with the depths from 0 to 400 meters, aligned with the NE-SW regional trend. Based on the geology of the region and geophysical models, the sources of the anomalies were interpreted as diorites. The intrusions of these bodies may have taken advantage of the crustal weakness generated by the Caicó-Bom Jesus Lineament, which facilitated magma migration and fitting, and/or from basaltic underplating, that coud have provided the parental magma for the genesis of both the anomalous bodies and the BCR. Two areas of exploratory interest are suggested: the first in the region between the diorite bodies of the Maniçoba anomaly and the second one in the body 3 of the Bom Sucesso anomaly, where there is the possibility of occurrence of minerals associated with pegmatites bodies, common in this region and associated with granite bodies.
Keywords: Catolé do Rocha Batholith. Geophysicist interpretation. Inversion. Magnetometry. Gamma ray.
bem como a localização da área de estudo (polígono preto). ... 17 Figura 2 – Mapa geológico simplificado do Domínio Rio Grande do Norte, demonstrando a ocorrência de magmatismo do Ediacarano ao Cambriano. ... 19 Figura 3 – Mapa geológico do Batólito de Catolé do Rocha, demonstrando a área de
pesquisa, as principais unidades geológicas da área, as fácies e as
principais ocorrências minerais. ... 20 Figura 4 – Demonstração do comportamento das radiações alfa, beta e gama. ... 24 Figura 5 – Espectro da radiação gama mostrando as faixas de energia de urânio, tório, potássio e a contagem total a qual estão inseridos. ... 25 Figura 6 – Variação do espectro de minério de urânio demonstrando a variação da
contagem em função da cobertura de água. ... 26 Figura 7 – Gráfico das concentrações dos radioelementos K, U, Th versus o incremento de sílica em rochas ígneas. ... 28 Figura 8 – Procedimento de redução ao polo (RTP) de anomalia magnética quando o CMT não é vertical. ... 38 Figura 9 – Localização dos projetos aerogeofísicos 1091 e 1092 integrados em relação ao Brasil no polígono preto achurado e a localização da área de pesquisa no polígono vermelho. ... 44 Figura 10 – Mapa do campo magnético anômalo (CMA), obtido a partir dos dados aero-magnéticos disponibilizados pela CPRM para os projetos
aerogeofísicos 1091 – Pernambuco-Paraíba e 1092 – Paraíba – Rio Grande do Norte, com a área de pesquisa no polígono pontilhado e as
anomalias escolhidas para a caracterização 3D. ... 45 Figura 11 – Mapa ternário de K, Th e U obtidos a partir dos projetos aerogeofísicos 1091 – Pernambuco – Paraíba e 1092 – Paraíba – Rio Grande do Norte, com a área de pesquisa no polígono pontilhado em preto e as anomalias escolhidas para a caracterização 3D. ... 46 Figura 12 – Mapa da distribuição espacial das contagens individuais de urânio para a área de pesquisa. ... 47 Figura 13 – Mapa da distribuição espacial das contagens individuais de tório para a área de pesquisa. ... 49 Figura 14 – Mapa da distribuição espacial das contagens individuais de potássio para a área de pesquisa. ... 49
Figura 17 – Mapa da distribuição espacial da razão urânio/potássio (U/K). ... 54 Figura 18 – Mapa da distribuição espacial da razão tório/potássio (Th/K). ... 55 Figura 19 – Mapa de distribuição do parâmetro F na área de pesquisa. ... 56 Figura 20 – Mapa de distribuição do potássio anômalo (K anômalo) (A) e urânio anômalo (U anômalo) (B) na área de pesquisa... 57 Figura 21 – Mapa do campo magnético anômalo (CMA) para a região de pesquisa... 58 Figura 22 – Mapa do campo magnético residual (CMR) representando a variação da
medida magnetométrica para a região de pesquisa com a contribuição de estruturas profundas reduzida a partir da continuação para cima a uma altura de 2000 metros. ... 60 Figura 23 – Mapa da amplitude do gradiente total (TGA) representando a
amplitude do gradiente da anomalia magnetométrica para a região de pesquisa. 61 Figura 24 – Perfis de TGA das anomalias de Maniçoba (A), Brejo dos Santos (B) e Bom Sucesso (C). ... 63 Figura 25 – Mapa da inclinação do sinal analítico (ISA) da área de pesquisa. ... 64 Figura 26 – Mapa da interpretação dos principais lineamentos magnéticos da inclinação do sinal analítico (ISA) com transparência de 50%. ... 64 Figura 27 – Diagrama de roseta obtido com base na interpretação de 933
lineamentos magnéticos obtidos a partir da inclinação do sinal analítico (ISA) demonstrando as direções preferenciais dos
lineamentos magnéticos. ... 65 Figura 28 – Mapas do dynamic range compression (DRC) demonstrando a variação
espacial das componentes dos comprimentos de onda, onde células de 12 metros de lado foram utilizadas como ponto de partida. ... 67 Figura 29 – Mapa do índice máfico (IM) demonstrando a ocorrência de rochas
intermediárias a máficas em terreno félsico livre da contribuição de coberturas sedimentares através da normalização da amplitude do gradiente total pelos radioelementos U, Th e K. ... 68 Figura 30 – Mapa da anomalia de Maniçoba, demonstrando a variação dos dados
geofísicos e do mapa geológico da área bem como as convenções geológicas. .. 70 Figura 31 – Gráfico da continuação para cima versus o índice estrutural para a
Figura 33 – Modelo 3D de susceptibilidade magnética da anomalia de Maniçoba. ... 73 Figura 34 – Mapa do CMR da anomalia de Maniçoba... 74 Figura 35 – Mapa da anomalia de Brejo dos Santos, demonstrando a variação dos dados geofísicos e do mapa geológico da área bem como as
convenções geológicas. ... 75 Figura 36 – Gráfico da continuação para cima versus o índice estrutural para a
anomalia de Brejo dos Santos. ... 76 Figura 37 – Mapa da Amplitude da Derivada Total (TGA) bem como os limites laterais interpretados da anomalia magnética de Brejo dos Santos com os respectivos resultados das profundidades obtidas através da
deconvolução de Euler... 76 Figura 38 – Modelo 3D de susceptibilidade magnética da anomalia de Brejo dos Santos. ... 77 Figura 39 – Mapa do CMR da anomalia de Brejo dos Santos. ... 78 Figura 40 – Mapa da anomalia de Bom Sucesso, demonstrando a variação dos dados geofísicos e do mapa geológico da área bem como as
convenções geológicas. ... 79 Figura 41 – Gráfico da continuação pra cima versus o índice estrutural para a
anomalia de Bom Sucesso, demonstrando o comportamento do índice estrutural, obtido pela deconvolução de Euler localizada, com o
aumento da altura da continuação pra cima... 81 Figura 42 – Mapa da TGA para a anomalia magnética de Bom Sucesso com os
respectivos resultados das profundidades obtidas através da deconvolução de Euler. ... 81 Figura 43 – Modelo 3D de susceptibilidade magnética da anomalia de Maniçoba ... 82 Figura 44 – Mapa do CMR da anomalia de Bom Sucesso. ... 84 Figura 45 – Mapa com os modelos 3D obtidos a partir da caracterização 3D dos
parâmetros físicos das anomalias de Maniçoba, Brejo dos Santos e Bom Sucesso. ... 85
1.1 OBJETIVOS ... 16
2 ASPECTOS GEOLÓGICOS ... 17
2.1 PROVÍNCIA BORBOREMA ... 17
2.2 DOMÍNIO RIO GRANDE DO NORTE ... 18
2.3 ÁREA DA PESQUISA ... 20
2.3.1 Batólito Catolé do Rocha ... 21
2.3.2 Aspectos Geoquímicos do Batólito de Catolé do Rocha ... 21
3 MÉTODOS ... 23
3.1 GAMAESPECTROMETRIA ... 23
3.1.1 Teoria ... 23
3.1.2 Interferências nas Medidas Aerogamaespectrométricas ... 25
3.1.3 Comportamento Geoquímico do Urânio, Tório e Potássio ... 27
3.1.4 Correções Aerogamaespectrométricas ... 28
3.1.5 Técnicas Utilizadas na Interpretação Gamaespectrométrica ... 30
3.2 MAGNETOMETRIA ... 32
3.2.1 Teoria ... 32
3.2.2 Correções aeromagnéticas ... 34
3.2.3 Técnicas Utilizadas na Interpretação Magnetométrica ... 36
3.3 INVERSÃO DOS DADOS MAGNÉTICOS ... 40
4 DADOS GEOFÍSICOS ... 44
5 DISCUSSÃO DOS RESULTADOS ... 47
5.1 GAMAESPECTROMETRIA ... 47
5.2 MAGNETOMETRIA ... 58
5.3 INTERPRETAÇÃO CONJUNTA: ANOMALIAS SELECIONADAS ... 69
5.3.1 Anomalia de Maniçoba ... 69
5.3.2 Anomalia de Brejo dos Santos ... 74
5.3.3 Anomalia de Bom Sucesso ... 78
6 CONCLUSÕES ... 87
7 RECOMENDAÇÕES ... 89
1 INTRODUÇÃO
A região de pesquisa está localizada na região oeste do Domínio Rio Grande do Norte, entre os estados da Paraíba e Rio Grande do Norte. Esta área apresenta como foco principal o batólito de Catolé do Rocha com idade U-Pb de 571 Ma (MEDEIROS et al., 2008). O batólito é composto por três fácies de composição granítica, um corpo de composição máfica/intermediária isolado no interior de uma das fácies. Ainda em seu interior, o batólito apresenta três anomalias geofísicas pronunciadas. Uma das anomalias é coincidente com uma das fácies e as outras não são reportadas em mapas geológicos ou trabalhos na área. A caracterização geofísica dessas anomalias pode fornecer áreas para novos estudos, informações adicionais para o futuro entendimento da região e possíveis áreas estratégicas para exploração mineral, principalmente elementos associados a pegmatitos, como urânio, lítio dentre outros, além de pedras semipreciosas como a água-marinha, coríndon etc.
A região externa ao batólito conta com idade predominantemente paleoproterozoica com estruturas NE-SW, porém com orientações distintas: N30E e N60E identificadas a partir de processamento geofísico. As primeiras estão localizadas predominantemente a noroeste do batólito, enquanto as últimas se encontram na região sudeste. As características da área são marcantes e contam ainda com poucos trabalhos exploratórios, geológicos e geofísicos.
Diante de tais características, o detalhamento geofísico por magnetometria e gamaespectrometria pode contribuir na caracterização dos limites laterais dos corpos graníticos. As caracterizações magnéticas destas regiões ocorrem em virtude de contrastes de susceptibilidade magnética e/ou magnetização em rochas adjacentes, associados, em rochas, a minerais ferromagnéticos como magnetita, ilmenita e hematita. Tal característica favorece a identificação de padrões dos contornos dos limites laterais dos corpos graníticos e é complementada por concentrações específicas de radioelementos. Possibilita ainda compreender o caráter tectônico no qual ocorreu o alojamento do corpo granítico, evidenciado por lineamentos magnéticos. A gamaespectrometria pode ser utilizada na identificação de regiões que possam ter sofrido diferenciação magmática. Isso ocorre através da variação da concentração superficial dos radioelementos no interior dos corpos geológicos.
Este projeto de pesquisa tem como foco investigar geofisicamente o Batólito de Catolé do Rocha (BCR) e áreas adjacentes. As informações aqui obtidas podem auxiliar em possíveis novas campanhas de mapeamento geológico da região, diminuindo o número de áreas específicas a serem analisadas, facilitando a tomada de decisões e, por consequência, o tempo de ação em campo.
1.1 OBJETIVOS
O projeto de pesquisa tem como objetivo geral a caracterização geofísica do Batólito de Catolé do Rocha, identificando as principais feições tectônicas a partir da geofísica e buscando interpretações geofísicas que contribuam para o refinamento científico da região de estudos, visto que a área não conta com trabalhos geofísicos de detalhe.
Com isso os objetivos específicos são:
Processamento e interpretação dos dados geofísicos aeromagnéticos e aerogamaespectrométricos da área de pesquisa;
Seleção de anomalias geofísicas associadas ao batólito para a caracterização detalhada;
Processamento e interpretação das anomalias geofísicas selecionadas;
Construção de modelo tridimensional do contraste de propriedade física das anomalias selecionadas;
Interpretação dos modelos tridimensionais;
2 ASPECTOS GEOLÓGICOS
A região foco deste trabalho é o Batólito de Catolé do Rocha, com área aflorante que ultrapassa 700 km² e inserida na região oeste do Domínio Rio Grande do Norte, parte da Província Borborema (ALMEIDA et al., 1977, 1981).
2.1 PROVÍNCIA BORBOREMA
A Província Borborema engloba vários estados do nordeste brasileiro e possui área que excede 450 mil km² (BRITO NEVES, 1978). É limitada a norte e a leste pelas bacias costeiras do Ceará, Potiguar, Paraíba-Pernambuco e Sergipe-Alagoas. A sul é limitada pelo Cráton São Francisco e a oeste pela Bacia do Parnaíba (Figura 1).
Figura 1 – Mapa geológico simplificado da região setentrional da Província Borborema, bem como a localização da área de estudo (polígono preto).
Nota: MCD – Domínio Médio Coreaú; CCD – Domínio Ceará Central; RGND – Domínio Rio Grande do Norte.
Fonte: Adaptado de Arthaud et al. (2008).
A Província Borborema é classificada como uma faixa colisional complexa, originada pela interação dos crátons do Oeste da África, Congo-São Francisco e Amazônia há cerca de 600 Ma, e adjacentes aos cinturões Pan-Africano e terrenos cratônicos no oeste da África (BRITO NEVES et al., 2002; CABY et al., 1981, 1989; JARDIM DE SÁ, 1984). Sua evolução ocorreu com a aglomeração de diversas microplacas e, com isso, terrenos possivelmente foram consolidados no final do ciclo Brasiliano/Pan-Africano, originando uma das mais importantes províncias estruturais brasileiras.
A Província Borborema possui embasamento de idade predominantemente paleoproterozoica, com remanescentes arqueanos, sequências metavulcânicas e
metassedimentares (ANGELIM et al., 2006). A fase evolutiva da Província Borborema é interpretada como superposição de três grandes eventos orogênicos (BERTRAND; JARDIM DE SÁ, 1994; BRITO NEVES et al., 2000; BRITO NEVES; SANTOS, 2006), que propiciaram sua formação, evolução e maturação como uma grande província estrutural.
O primeiro evento, denominado de Orogênese Riaciana (BRITO NEVES; SANTOS, 2006), foi responsável pela aglutinação de núcleos Arqueanos pré-existentes, retrabalhamento e acresção crustal. O segundo evento, Cariris Velhos, responsável pela intrusão de granitos, sequências metassedimentares e metavulcanoclásticas, que representariam um ciclo orogênico completo (BRITO NEVES et al., 2001; KOZUCH, 2003). Porém, alguns autores sugerem que a Província Borborema no final do paleoproterozoico possuía características cratônicas, e consideram o ciclo Cariris Velhos como gerador de magmatismo (GUIMARÃES et al., 2012; NEVES; MARIANO, 2001).
O terceiro ciclo, denominado Brasiliano/Pan-Africano, culminou na aglutinação dos blocos cratônicos São Francisco/Congo, São Luís/Oeste da África e Amazônico (650-580 Ma). Este último evento orogênico de grandes proporções afetou a província, e foi acompanhado por intenso plutonismo granítico com intervalo de aproximadamente 100 Ma (GUIMARÃES et al., 2004) e desenvolvimento de rede de zonas de cisalhamento transcorrentes extensas (BRITO NEVES et al., 2000). As intrusões graníticas em sua maioria estão associadas com zonas de cisalhamento de direção NE-SW (NEVES; VAUCHEZ, 1995).
A Província Borborema é separada em três grandes segmentos tectônicos, os quais são limitados por importantes zonas de cisalhamento brasilianas (Figuras 1 e 2): as zonas de cisalhamento Patos e Pernambuco separam o Domínio Central a norte do Domínio Setentrional e a sul do Domínio Meridional. Estes domínios por sua vez foram subdivididos com relação a litoestratigrafia, feições estruturais, dados geocronológicos e assinaturas geofísicas. A porção a norte do Lineamento Patos é subdividida nos sub-domínios Médio Coreaú, Ceará Central e Rio Grande do Norte, sendo a área do projeto de pesquisa inserida neste último (VAN SCHMUS et al., 1995; SANTOS, 1996).
2.2 DOMÍNIO RIO GRANDE DO NORTE
O Domínio Rio Grande do Norte é limitado a sul pela zona de cisalhamento Patos, a oeste pelo sistema Orós-Jaguaribe e a norte e leste por coberturas sedimentares mesozoicas-cenozoicas (MEDEIROS et al., 2008) (Figura 2). A região apresenta embasamento gnáissico-migmatítico de idades Arqueana – Paleoproterozoica e, em menor extensão, o Grupo Seridó e expressivas estruturas de idade Neoproterozoicas. Estas estruturas são representadas por zonas
de cisalhamento destrais, de contração-transpressão e extensionais. Este domínio apresenta atividade plutônica Ediacarana a Cambriana, representada por batólitos, stocks e diques (NASCIMENTO et al., 2015), dentre eles o Batólito de Catolé do Rocha.
Figura 2 – Mapa geológico simplificado do Domínio Rio Grande do Norte, demonstrando a ocorrência de magmatismo do Ediacarano ao Cambriano.
Nota: A – Coberturas Meso-Cenozoicas; B – Suíte Shoshonítica; C – Suíte calcialcalina porfirítica de alto potássio; D – Suíte calcialcalina equigranular de alto potássio; E - suíte calcialcalina; F – Suíte alcalina; G – Suíte alcalina charnockitica; H/I – Embasamento Arqueano Gnaissico-migmatítico; J – Grupo Seridó; K – Zonas
de cisalhamento transcorrentes Neoproterozoicas; L- Zonas de cisalhamento de contração-transpressão Neoproterozoica; M – Zonas de cisalhamento extensionais Neoproterozoica; N – Cidades; O – Polígono
representando a área de pesquisa. Fonte: Adaptado de Nascimento et al. (2015).
A atividade plutônica é uma das mais importantes características não só no Domínio Rio Grande do Norte, mas da Província Borborema, devido a inúmeras ocorrências com assinaturas variadas de seus granitóides. Podem ser apontadas as suítes cálcio-alcalinas de alto K, cálcio-alcalinas, alcalinas, shoshoníticas e alcalinas charnockiticas, dentre outras (NASCIMENTO et al., 2015). Esta região é tida como uma das faixas mais férteis da Província Borborema, com expressivos depósitos minerais, alguns sendo explorados desde os anos de 1950, como na mina de tungstênio de Brejuí (SOUZA NETO et al., 2008).
2.3 ÁREA DA PESQUISA
O Batólito de Catolé do Rocha (Figura 3) é constituído por um corpo principal com mais de 700 km² de extensão, e por três corpos menores (stocks) próximos às cidades de Brejo do Cruz, Serra do Moleque e Serra da Boa Vista (MEDEIROS et al., 2008; FERREIRA; SANTOS, 2000). Estes granitóides estão intrudidos em rochas paleoproterozoicas do Complexo Caicó e Suíte Poço da Cruz do Domínio Rio Grande do Norte.
Figura 3 – Mapa geológico do Batólito de Catolé do Rocha, demonstrando a área de pesquisa, as principais unidades geológicas da área, as fácies e as principais ocorrências minerais.
Fonte: Adaptado de Medeiros et al. (2008).
A porção do Complexo Caicó contida na área de estudo (Figura 3) é constituída por ortognaisses, migmatitos e rochas metavulcanossedimentares diversas (JARDIM DE SÁ, 1994). A suíte Poço da Cruz é constituída por augen-gnaisses de composição quartzomonzonítica a monzogranítica e metadioritos (FERREIRA, 1998).
2.3.1 Batólito Catolé do Rocha
O Batólito de Catolé do Rocha aflora na porção oeste do Domínio Rio Grande do Norte, como um corpo aflorante, alongado na direção NE-SW, apresentando três fácies principais: Alexandria, Brejo dos Santos e Maniçoba (Figura 3) (MEDEIROS et al.,2008). Em menor proporção, ocorrem diques e bolsões de leuco-microgranitos cortando as fácies Alexandria e Brejo dos Santos, com texturas dominantemente finas e composições biotita sieno/monzograníticas. Dois corpos dioríticos na porção nordeste do batólito e internos à fácies Maniçoba ocorrem ainda na região (MEDEIROS, et al., 2008).
A Fácies Alexandria é a mais representativa do Batólito de Catolé do Rocha, constituindo toda a parte mais externa do corpo. Esta fácies apresenta anfibólio-biotita sienogranitos e monzogranitos com textura fanerítica, leucocrática, com a ocorrência de fenocristais de K-feldspatos de até 5 cm de comprimento. Exibe como minerais acessórios anfibólio, minerais opacos, titanita, zircão, epidoto e allanita (MEDEIROS, et al., 2008; MEDEIROS, 2008).
A Fácies Brejo dos Santos ocupa a parte central do batólito, representada por biotita-anfibólio sienogranitos a quartzo sienitos de textura grossa a porfirítica, com a ocorrência de fenocristais com até 2,5 cm. Apresenta como acessórios minerais opacos, titanita, zircão, apatita e allanita (MEDEIROS, et al., 2008; MEDEIROS, 2008).
A Fácies Maniçoba está localizada na porção nordeste do batólito, apresentando forma aproximadamente circular, formada por biotita sienogranitos leucocráticos a holocráticos grossos. Exibe minerais opacos, zircão, apatita, titanita, allanita e epidoto secundário como acessórios. Em seus limites, conta com dois corpos de dioritos a quartzo-dioritos, gabros médios a grossos são raros. O corpo máfico maior apresenta forma aproximadamente circular e está localizado no interior da fácies Maniçoba. Já o corpo menor possui formato alongado e está localizado na parte externa da fácies Maniçoba, porém, próximo ao seu limite. Estes corpos dioríticos possuem paragênese mineral composta por clinopiroxênio, plagioclásio, titanita, anfibólio e biotita (MEDEIROS, et al., 2008; MEDEIROS, 2008; CAMPOS, et al., 2016).
2.3.2 Aspectos Geoquímicos do Batólito de Catolé do Rocha
Segundo Medeiros et al. (2008), o Batólito de Catolé do Rocha apresenta assinaturas geoquímicas que demonstram que suas litologias são de natureza orogênica, relacionadas a ambientes colisionais. Tais conclusões são tomadas em virtude tanto das assinaturas geoquímicas quanto de sua idade U-Pb em zircão de 571±3 Ma (MEDEIROS et al., 2005).
Dados litogeoquímicos das fácies e diques de leuco-microgranitos sugerem que estas rochas são co-magmáticas, com padrão de evolução gradativa da Fácies Brejo dos Santos, Fácies Alexandria, diques leuco-microgranitos e culminando na Fácies Maniçoba (MEDEIROS et al., 2008). A suíte máfica/intermediária não possui assinaturas que possam sugerir que seu magma parental tenha sido o mesmo dos granitos e dos microgranitos não seguindo o trend padrão evolutivo esperado (MEDEIROS et al., 2008; CAMPOS et al., 2016).
Conforme Medeiros et al. (2008), o processo evolutivo dominante das rochas félsicas foi o de cristalização fracionada em virtude de assinaturas meso e microtexturais, além da geoquímica de elementos traço. As principais fases em fracionamento precoce, obtidos a partir dos elementos maiores, foram os máficos, principalmente anfibólio, titanita e biotita, além de apatita e plagioclásio. A partir dos elementos traços, além dos máficos citados anteriormente, opacos/óxidos e zircão e ainda fracionamento tardio de K-feldspato (MEDEIROS et al., 2008).
Medeiros et al. (2008) argumentam que tanto as rochas da suíte máfica/intermediária quanto as rochas félsicas não apresentam associações típicas alcalina ou cálcio-alcalina mostrando caráter transicional entre estas duas séries. Esses autores sugerem ainda uma fonte mantélica como magma parental das rochas da suíte máfica-intermediária e crosta inferior para as rochas félsicas, sendo também possível uma contribuição subordinada mantélica em virtude de processos de mistura observados em campo.
3 MÉTODOS
Com a evolução tecnológica das duas últimas décadas, os métodos geofísicos passaram de fontes de análises qualitativas secundárias para fontes primárias na identificação e interpretação de novos depósitos minerais. Este processo foi impulsionado em virtude da crescente escassez de recursos minerais em superfície, levando a exploração de alvos a maiores profundidades e o aumento do custo agregado para extração. Nesse viés, a aplicação da geofísica é a ferramenta de melhor-custo benefício para a identificação de áreas com probabilidade de ocorrência mineral, além de evidenciar estruturas geológicas que possam abrigar mineralizações de interesse econômico (RIBEIRO; MANTOVANI, 2017), e auxiliar mapeamentos geológicos e estruturais (RIBEIRO et al., 2013).
Métodos geofísicos aerotransportados, principalmente magnetometria e gamaespectrometria, podem ser ressaltados como ideais para a caracterização de áreas pouco conhecidas como o Batólito de Catolé do Rocha. Tais métodos têm rápida cobertura, boa resolução e são não destrutivos. Podem ser utilizados tanto de forma qualitativa na geração de mapas litogeofísicos, de domínios magnéticos e interpretação de estruturas magnéticas, quanto de forma quantitativa através de caracterização tridimensional dos parâmetros físicos de anomalias (contraste de susceptibilidade magnética).
3.1 GAMAESPECTROMETRIA
A gamaespectrometria é um dos métodos mais utilizados para auxílio em trabalhos geológicos.
3.1.1 Teoria
A instabilidade dos núcleos de átomos radioativos em condições naturais causa a liberação de energia espontânea a partir da desintegração de seus núcleos. As radiações emitidas na desintegração podem ocorrer na forma de partículas carregadas alfa (α) e/ou beta (β) ou como radiação gama (γ), apresentando baixo poder de penetração em diferentes materiais (Figura 4A). A emissão alfa e beta causam estado de excitação na matéria e a energia em excesso é liberada na forma de energia como radiação gama (IAEA, 2003). Estas emissões causam:
Emissão α → Ejeção de 2 prótons e 2 nêutrons.
Emissão β → Ejeção de elétron ou pósitron em alta velocidade.
A radiação gama não altera a direção de seu movimento quando transita imersa em campo magnético e possui o maior poder de penetração dentre as três radiações citadas
(ALSOP; WATTS, 1997) (Figura 4B). A relação entre o decaimento e o tipo de radiação de cada radioisótopo e sua correlação constituem o princípio dos métodos radiométricos.
Figura 4 – Demonstração do comportamento das radiações alfa, beta e gama.
Nota: A – poder de penetração das partículas; B – comportamento das partículas quando imersas em um campo magnético qualquer.
Fonte: Adaptado de Peruzzo e Canto (2003).
Na natureza existem mais de cinquenta isótopos radioativos diferentes, porém a maioria é rara ou possui energia radioativa fraca. Com isso as principais fontes de radiação gama observados na natureza são o potássio (40K), e elementos das séries do urânio (238U) e
do tório (232Th), os quais viabilizam a prospecção pelo método por suas concentrações mais
elevadas na crosta superior (TELFORD et al., 1990).
São consideradas como as séries do urânio e do tório, pelo fato dos isótopos de 238U e 232Th não emitirem radiação γ. Em suas séries de decaimento, o 214Bi e o 208Tl emitem raios γ,
sendo referenciados como eU (urânio equivalente) e eTh (tório equivalente), respectivamente, e serão tratados de maneira simplificada como U e Th, no decorrer do texto. Por suas concentrações médias na crosta, o K é expresso em %, e o eU e eTh em ppm (MINTY, 1997).
A aquisição da radiação gama é feita por espectrômetro, que registra uma faixa de energia que varia de 0,41 a 2,81 MeV onde os espectros dos radioelementos K, U e Th estão inseridos (Figura 5). A faixa de energia do potássio varia de 1,37 a 1,57 MeV com pico em 1,46 MeV. O urânio conta com faixa energética entre 1,66 a 1,86 MeV com máximo em 1,76 MeV, enquanto o tório apresenta energia que varia de 2,41 a 2,81 com máximo registrado em 2,61 MeV (IAEA, 1991).
Tanto as faixas energéticas dos três radioelementos quanto seus picos não se sobrepõem em nenhum momento, sendo possível a aquisição dos espectros de energia de U, Th e K e a posterior separação das faixas energéticas, sendo este o princípio da gamaespectrometria (MINTY, 1997).
Figura 5 – Espectro da radiação gama mostrando as faixas de energia de urânio, tório, potássio e a contagem total a qual estão inseridos.
Fonte: Adaptado de Foote (1968).
O método gamaespectrométrico apresenta pouca profundidade de penetração, chegando ao máximo em torno de 30 a 40 cm de profundidade em meios anidros. Essa baixa penetração se deve ao fato da interferência que o meio proporciona as medições, assim reduzindo a espessura média investigada (MINTY, 1988). Qualquer material entre a fonte de emissão gama e o receptor dissipa os raios γ segundo o inverso de sua densidade.
3.1.2 Interferências nas Medidas Aerogamaespectrométricas
Fatores ambientais atenuam as medidas radiométricas de forma significativa. Dentre os principais fatores responsáveis pela atenuação pode-se apontar a presença de cobertura de solo, capaz de atenuar até 95% da emissão gama com apenas 35 cm de espessura, causando a pequena profundidade de investigação observada do método radiométrico (MINTY, et al., 1997). Um regime de chuvas intenso também pode influenciar de maneira significativa a emissão γ, pois esta radiação é absorvida pela água (Figura 6), fator que controla os voos de prospecção geofísica após precipitações.
Voos de levantamentos devem ser cancelados em 3 horas após precipitações fracas, de 3 a 6 horas quando ocorrem precipitações moderadas e até 12 horas para precipitações torrenciais. Também deve ser considerada a diminuição da temperatura ocasionada pela precipitação que faz com que o radônio atmosférico, previamente disperso de forma aleatória em toda atmosfera, se acumule em regiões de vale, afetando as aquisições radiométricas, causando falseamento dos dados adquiridos.
Figura 6 – Variação do espectro de minério de urânio demonstrando a variação da contagem em função da cobertura de água.
Fonte: Adaptado de Dickson et al. (1979).
A vegetação é outro fator que pode interferir de maneira significativa na aquisição de U e Th e até 15 % da emissão de K. A umidade relativa do ar, presença de nuvens, variação da temperatura e pressão atmosféricas, interferem na aquisição por reterem água e aerossóis na atmosfera. Inversão térmica pode causar o falseamento nos dados adquiridos por conta da retenção de radônio e, por fim, deve-se levar em consideração efeitos direcionais, de quando as janelas de detecção gama não estão orientadas no plano de aquisição (GUNN, 1998).
Além dos fatores ambientais, características intrínsecas do levantamento podem afetar dados gamaespectrométricos. A distância entre o ponto de aquisição (sensor) e o ponto amostrado (superfície terrestre), que representa no aerolevantamento a altura de voo, e a distância entre os pontos e espaçamento entre linhas de aquisição podem afetar as aquisições. Os volumes dos cristais de aquisição controlam o número de contagens sendo esse diretamente proporcional ao volume, ou seja, quando o volume for grande, mais contagens e quando for menor menos. A resolução dos cristais controla a qualidade dos dados adquiridos, e, portanto, quanto maior a resolução e volume dos cristais melhor será o resultado da aquisição radiométrica.
No levantamento foram utilizados três conjuntos de caixas de cristais em cada voo, geralmente compostos por iodeto de sódio ativado por tálio (NaI(Tl)). Dois conjuntos apresentam volume de 1024 (pol3) e outro conta com 512 pol3. As caixas de cristais com 1024
pol3 contêm cinco cristais de aquisição cada, sendo quatro direcionadas para o solo,
denominadas de downward looking, e uma direcionada para cima, denominada de upward looking, responsável pelo monitoramento do gás radônio atmosférico (222Rn). Já a caixa de
3.1.3 Comportamento Geoquímico do Urânio, Tório e Potássio
A interpretação de dados gamaespectrométricos possuem a contribuição da distribuição das concentrações de U, Th e K nos primeiros centímetros da superfície terrestre, bem como seus comportamentos geoquímicos no ambiente (ULBRICH et al., 2009). Estes fatores podem auxiliar em informações sobre a litologia de uma determinada região, restringir áreas de interesse de exploração mineral e/ou demarcar pontos de variação anômala para estudos detalhados.
O potássio (K) ocorre principalmente em feldspatos potássicos, com concentração variando de 12,45 a 13,28 %wt, e micas mais comuns variando de 6,64 %wt (biotita), passando por 8,13 %wt (flogopita) e chegando até 9,30 %wt (muscovita) (WILFORD et al., 1997). Devido ao seu raio iônico e mobilidade, o K é lixiviado facilmente dos minerais primários e posteriormente adsorvidos em argilominerais. Em condições de intemperismo, o K é solúvel e tem alta mobilidade principalmente em climas tropicais e subtropicais e em processos de alteração hidrotermal.
O urânio (U) e o tório (Th) ocorrem no ambiente de forma similar devido ao raio iônico de ambos, 0,95 Å e 0,98 Å, respectivamente. As abundâncias médias na parte superior da crosta são de aproximadamente 2,7 e 10,5 ppm, respectivamente (RUDNICK; GAO, 2003). A principal ocorrência do U e do Th se dá em rochas ígneas e metamórficas quartzo feldspáticas, ocorrendo principalmente em minerais acessórios como a monazita, xenotima, zircão, allanita, apatita, dentre outros. Também apresentam afinidade em altas temperaturas, ocorrendo em rochas ígneas ácidas e metamórficas quartzo feldspáticas e em depósitos minerais hidrotermais.
Diante de intemperismo, o U e Th se comportam de forma diferente do K, pois estão contidos nos minerais acessórios que são estáveis durante o intemperismo. Entretanto, o U é mais móvel que o Th e pode ser lixiviado devido ao seu estado de valência U+6, sendo, portanto, mais solúvel. Já o Th possui valência Th+3 e Th+4, porém a perspectiva de ocorrência da última é maior (BOYLE, 1982). Em ambientes de pH ácido, o Th pode também ser lixiviado devido a facilidade de formar solução neste ambiente.
Com o incremento de sílica em rochas ígneas, os teores de U, Th e K aumentam de forma considerável (Figura 7), ao passo que em rochas ígneas máficas ou ultramáficas a concentração desses elementos é mais baixa. O aumento de K em detrimento do U e Th em uma determinada região da intrusão granítica pode sugerir que esta é mais evoluída. Como exemplo podem ser citados os pegmatitos, que no geral são gerados a partir da segunda
ebulição da fase fluída em corpos félsicos durante a redução da temperatura (BIONDI, 2003). Esses corpos apresentam teores muito altos de K e menores de U e Th.
Figura 7 – Gráfico das concentrações dos radioelementos K, U, Th versus o incremento de sílica em rochas ígneas.
Fonte: Adaptado de Dickson e Scott (1997).
O K é o elemento mais afetado em processos de alteração hidrotermal, apresentando alta concentração na assembleia mineral de alteração. O Th, menos móvel, é pouco afetado, porém pode ser mobilizado e empobrecido em regiões de alteração hidrotermal potássica ou de intensa silicificação (DICKSON; SCOTT, 1997). Contrastes de K com Th e/ou U, também podem ser identificados em algumas regiões mineralizadas, caracterizado pelo antagonismo entre K e Th (OSTROVSKIY, 1975).
O comportamento de U e Th pode variar na evolução dos fluídos magmáticos, pois a composição do magma, pressão e conteúdo de água influenciam o comportamento do coeficiente de partição destes elementos, causando enriquecimento relativo em rochas graníticas. A cristalização fracionada em plútons podem exibir uma diminuição de K e Th do centro para a borda da intrusão devido à evolução do corpo ígneo (IAEA, 2003; DICKSON; SCOTT, 1997).
3.1.4 Correções Aerogamaespectrométricas
Dados aerogamaespectrométricos requerem uma série de correções iniciais, para que os espectros adquiridos possam ser analisados com relação a sua concentração na crosta. O tempo morto (dead time) é o tempo necessário para a célula fotomultiplicadora transformar as cintilações registradas em impulsos elétricos e o gamaespectrômetro registrar os dados. Enquanto o equipamento faz o registro, nenhuma outra cintilação que atinge a célula
fotomultiplicadora é registrada, causando diminuição nas contagens por segundo. Essa defasagem é corrigida calculando a divisão das contagens registradas nos canais adquiridos pelo valor do tempo total de medida (live time). Esse procedimento tende a normalizar os dados brutos nos canais de contagem total (CT), K, U, Th e Urânio upward (Uup) (IAEA, 2003).
Em regiões onde o terreno conta com variações acentuadas de altitude, nem sempre a aeronave consegue manter altitude de voo constante exigida. Por este motivo nos levantamentos aerogamaespectrométricos é referida a altura efetiva de voo. A correção é feita a partir de instrumentos instalados na aeronave. Radar altímetro, termômetro e barômetro, que indicam a altitude relativa da aeronave em relação ao solo, a temperatura e a altitude relativa à pressão atmosférica, respectivamente, e a partir desses dados é calculada a correção devido à altura efetiva de voo (MINTY, et al., 1997). Falsas anomalias podem ocorrer devido a uma topografia acidentada, pois os valores radiométricos são tomados em relação à altura nominal de voo. Para a correção altimétrica é aplicada uma fórmula que correlaciona a atenuação das radiações γ em relação ao distanciamento da fonte (IAEA, 1991).
Durante as aquisições, o background gerado pela fuselagem da aeronave influencia na aquisição como um valor constante. O background cósmico, por sua vez, é causado por radiação secundária oriunda da interação da radiação dos raios cósmicos com átomos e moléculas da atmosfera superior. Estas correções são feitas a partir de dados adquiridos em voos testes chamados de cósmicos, realizados sobre superfícies livres de fontes que emitem radiação. Geralmente esses voos são realizados sobre o mar e em diferentes altitudes (IAEA, 1991).
O gás radônio (222Rn) disperso na atmosfera representa uma fonte de ruído importante por ser um dos isótopos filhos do U e aparecer antes do 214Bi na série de decaimento. Este ruído pode influenciar as medidas de forma considerável, representando até 50% no valor da medida em casos extremos. A correção é feita a partir dos dados adquiridos pelos cristais upward looking (Uup). Os dados registrados por esse sistema são usados para estimar os coeficientes chamados skyshine a partir da correlação entre o Uup, com as medidas de U e Th de superfície (IAEA, 2003).
O espalhamento Compton pode comprometer a qualidade dos dados gamaespectrométricos devido à diminuição de energia do fóton pelo ângulo de sua incidência na célula fotomultiplicadora. Com o decréscimo de energia causado pela distância até a superfície, o Th (2,61 MeV) pode ser registrado na janela de aquisição do U (1,66 a 1,86 MeV) o mesmo pode ocorrer com o U na janela do K. Com a utilização de fontes controladas
de U, Th e K (pads), de concentrações e energia conhecidas, a calibração do sistema é feita e são estimados os coeficientes de stripping usados na determinação da taxa líquida de contagem dos elementos em cada janela (DARNLEY, 1993; GRASTY et al., 1991).
Após as correções, os canais brutos de eU, eTh e K são convertidos para contagens por segundo (cps), demonstrando a variação de concentração dos elementos sobre a superfície. A correção utiliza os canais de eU, eTh e K e coeficientes de sensibilidade, para calcular o canal com Th e U em ppm e o canal de K em %. Os coeficientes de sensibilidade são obtidos a partir de teste de aquisição realizado tanto por medidas do sistema aéreo quanto de um sistema terrestre efetuadas no mesmo local e com a mesma fonte. Os coeficientes são dependentes dos fatores geométricos da aquisição, tipo de fonte utilizada e atenuação com a altura de aquisição (MINTY, 1997).
3.1.5 Técnicas Utilizadas na Interpretação Gamaespectrométrica
A partir dos dados radiométricos corrigidos é possível obter informações com mapas de U, Th e K que, em conjunto com o conhecimento geológico e estrutural da área de interesse, pode ser uma importante ferramenta nos mais variados estudos de Ciências da Terra. A partir das contagens individuais, mapas de razões radiométricas de U/Th, U/K e Th/K são confeccionados. Estas podem auxiliar no diagnóstico de mudanças do tipo de rocha, alteração hidrotermal, geomorfologia, variações da concentração do radioelemento dentro de corpos ígneos. Tipos de rochas em uma mesma região podem apresentar distinção entre a concentração de U, Th e K, sendo que suas razões podem indicar os limites dessas concentrações.
Alterações hidrotermais, principalmente potássica e fílica (outras podem ocorrer como halo gradacional e distal de uma alteração potássica), podem apresentar maiores concentrações de K na região de ocorrência da alteração. O hidrotermalismo pode facilitar a ocorrência de metais base como cobre (Cu), chumbo (Pb), zinco (Zn), molibdênio (Mo) e/ou ouro (Au), prata (Ag), evidenciados por razões U/K e Th/K.
A geomorfologia pode ser correlacionada às razões radiométricas, pois regiões topograficamente mais elevadas têm a tendência de concentrar U e Th e o K ser remobilizado (IZA et al., 2018; WILFORD et al., 1997). Tal fator propicia o contraste das razões de U/K e Th/K e menor das de U/Th, podendo auxiliar na individualização de coberturas sedimentares indiferenciadas (IZA et al., 2018).
Corpos ígneos, principalmente granitóides, podem ser mapeados quanto as concentrações dos radioelementos, pois o processo de enriquecimento destes dentro do corpo
ocorre com a diferenciação magmática, cristalização fracionada e alteração hidrotermal, sendo o corpo ígneo mais evoluído com concentrações maiores de K em relação as de Th e U, e menos evoluídos com alto de U, Th e K. A diferença nas razões de U/K e Th/K é mais representativa que a razão U/Th, já que que durante a gênese e evolução do corpo granítico o comportamento geoquímico não é uniforme.
O parâmetro F (OSTROVSKIY, 1975; GNOJEK; PRICHYSTAL, 1985) normaliza os radioelementos U e K pelo Th, realçando as contribuições dos dois primeiros em detrimento do último. Esta técnica é aplicada para determinar áreas que possuam ocorrência de alteração hidrotermal. Valores altos desse fator podem indicar enriquecimento de U e K, enquanto valores baixos podem indicar lixiviação ou intemperismo, principalmente do potássio.
A técnica do potássio anômalo (K anômalo) pode auxiliar o reconhecimento de alteração hidrotermal com expressão em superfície (PIRES, 1995). A técnica visa identificar acumulações anômalas de K, através da identificação da correspondência entre as concentrações de K e de Th. O U, o Th e o K podem ter suas mobilidades afetadas por efeitos ambientais, pedogenéticos e geoquímicos.
A utilização do Th como controle litológico pode reduzir estes efeitos, já que é elemento menos móvel, possibilitando a identificação de valores ideais para a concentração de K (DICKSON; SCOTT, 1997; WILFORD et al., 1997; SAUNDERS et al., 1987). Este procedimento pode ser efetuado da mesma forma para o U, obtendo o urânio anômalo (U anômalo), substituindo as concentrações de K pelas concentrações de U. Porém os resultados obtidos para o U anômalo são menos expressivos que os encontrados para o K anômalo. Uma vez que o U anômalo é avaliado pela correspondência com o Th e o comportamento geoquímico de ambos são similares (PIRES, 1995).
O mapa de visualização ternária é utilizado na distinção de unidades geológicas, no auxílio ao mapeamento geológico de detalhe e no mapeamento estrutural quando as estruturas da área são aflorantes, entre outros. Um exemplo desta característica são os grandes cisalhamentos da Província Borborema, presentes em todas as visualizações ternárias. Esta técnica permite evidenciar a distribuição dos radioelementos U, Th e K de forma conjunta. A coloração branca representa alta contagem dos três radioelementos (rochas félsicas), variando conforme a concentração de cada radioelemento até ao escuro/preto para baixos de U, Th e K (rochas máficas e ultramáficas). Conjuntamente com esses dados se faz necessária a análise do mapa do modelo digital de terreno (MDT), pela associação da topografia com efeitos intempéricos e erosivos.
3.2 MAGNETOMETRIA
A magnetometria é uma das técnicas mais utilizadas no mapeamento geofísicos regional e pode auxiliar na avaliação estrutural e na identificação de estruturas magnéticas. 3.2.1 Teoria
A magnetometria é o método geofísico que estuda a interação do campo geomagnético com as rochas da crosta terrestre. Essa interação magnética, chamada indução, tende a ser variável conforme as propriedades físicas das rochas a qual interagiu e pode ser representada segundo a equação:
𝑀⃗ = 𝜒𝐻⃗ (1) onde M⃗ representa a magnetização induzida, χ é a susceptibilidade magnética e H⃗ é o campo magnético. A magnetização induzida é proporcional ao campo magnético e paralela a sua direção. χ é o parâmetro físico que demonstra a facilidade com que o material pode ser magnetizado (LOWRIE, 2007).
A magnetização de um sólido qualquer é controlada pelo momento magnético oriundo de seus átomos e/ou íons contidos na estrutura e proporcionais ao momento angular associado ao movimento orbital dos elétrons ao redor do núcleo, com os spins ao redor de sua órbita de rotação. O momento magnético líquido surge quando as orbitas dos núcleos atômicos não estão preenchidas completamente e contém órbitas desiguais, pois, os átomos e/ou íons ocupam posições fixas em uma rede regular, demonstrando a simetria da estrutura cristalina do material e controlando a interação entre os íons.
Existem três comportamentos distintos dentro dos estudos de susceptibilidade magnética, os materiais diamagnéticos, paramagnéticos e ferromagnéticos. Em materiais diamagnéticos imersos em campo externo, a magnetização se desenvolve em sentido contrário ao campo indutor e é caracterizada por susceptibilidades baixas e negativas. Quando o campo externo é retirado, o momento magnético líquido é nulo. Em materiais paramagnéticos inseridos em campo magnético, a magnetização assume a mesma direção do campo indutor e possui susceptibilidades baixas e positivas. Quando o campo magnético externo é retirado, o momento magnético nestes materiais é nulo.
O ferromagnetismo é caracterizado por possuir susceptibilidades magnéticas elevadas e é um fenômeno observado em metais como cobalto, níquel e ferro. É caracterizado pela troca de elétrons entre átomos vizinhos, por possuir geometria e espaçamento na rede cristalina. Essa característica reforça o alinhamento mútuo em uma direção comum, gerando
momento magnético líquido positivo e de mesma orientação do campo indutor. O ferromagnetismo pode ainda ser subdividido em antiferromagnetismo, ferrimagnetismo parasita e ferrimagnetismo.
Os materiais ferromagnéticos podem manter o momento magnético mesmo se retirados da influência do campo magnético externo, gerando a magnetização remanente (𝑀⃗). Esta magnetização, diferente da induzida, é adquirida conforme sua formação ou devido a processos geológicos pelos quais a rocha passou durante sua história evolutiva. Ela pode apresentar qualquer direção, dependendo somente da direção do campo geomagnético no momento de sua formação, o que torna a interpretação de anomalias que contenham 𝑀⃗ complexas devido a sua característica vetorial. O processamento dos dados é dificultado em casos de remanência, pois a maior parte das técnicas de realce são formuladas assumindo somente a existência da 𝑀⃗. Algoritmos de modelagem apresentam as mesmas complicações. A remanência está diretamente ligada ao tamanho dos minerais ferromagnéticos single domain, pseudo single domain ou multi domain. São representados principalmente por ferro, níquel, cobalto e qualquer liga que inclua pelo menos um destes elementos.
A interpretação da magnetização total de um corpo, caracterizada por sua forma, direção e polaridade, depende diretamente de seus parâmetros físicos e geometria. Sendo a magnetização total de um corpo 𝑴𝑻⃗ a somatória dos momentos magnéticos (𝒎⃗𝒊) em função
de seu volume (𝑽) (BLAKELY, 1996), e são expressas por:
𝑀 ⃗ = ∑ 𝑚⃗ (2) Quando os dados magnéticos são adquiridos, eles não contam só com a magnetização induzida pelo campo magnético terrestre, mas também com a magnetização remanente. Ambos são componentes vetoriais tridimensionais e o campo adquirido é resultado da soma vetorial de ambos. Essas componentes podem ser decompostas em componente vertical (inclinação magnética) e horizontal (declinação magnética), variando, conforme Blakely (1996), ±90º e ±180º, respectivamente, e são expressas pela relação:
𝑀⃗ = 𝑀⃗ + 𝑀⃗ (3)
A relação entre as magnetizações induzida e remanente é um dos fatores mais importantes nos levantamentos magnetométricos, influindo na forma e intensidade da
anomalia magnética e, por consequência, em sua interpretação. Essa relação é chamada de Razão de Köenigsberg (Q). O resultado dessa razão é um número adimensional que quão maior for, maior será a influência da 𝑀⃗ nos dados adquiridos:
𝑄 = ⃗⃗ (4)
Para o método magnético, o campo externo é representado pelo campo magnético da Terra (CMT), que por sua vez tem componente principal (80 a 90%) gerado pela convecção do núcleo externo fluído (CAMPBELL, 2003). A interação do CMT com as rochas da crosta terrestre é responsável pela criação de campos magnéticos secundários, que perturbam o campo local. Essa perturbação é chamada de anomalia magnética.
As anomalias magnéticas são alvos principais de pesquisas tanto de regiões superficiais quanto profundas (até a isoterma de Curie). A isoterma de Curie é limite termal máximo em que materiais ainda apresentam qualquer tipo de magnetização conservada, localizada em média em aproximadamente 580 ºC (FROST; SHIVE, 1986; LOWRIE, 2007). Acima desta superfície é possível extrair importantes informações da crosta, permitindo entendimento de suas características físicas e geodinâmicas, auxiliando sua interpretação geológica e tectônica.
3.2.2 Correções aeromagnéticas
Para a obtenção das anomalias magnéticas e suas interpretações é necessário a aplicação de rotinas de correção nas informações adquiridas em aerolevantamentos. Levantamentos magnéticos são influenciados pelo CMT e o processamento visa isolar a resposta magnética devida apenas as rochas causadoras da perturbação. Na etapa de pré-processamento são efetuadas a análise da qualidade dos dados, verificação das coordenadas e remoção de spikes (picos sem correlação com os dados magnéticos).
O procedimento mais importante desta etapa é a eliminação dos efeitos elétricos/eletrônicos da aeronave nos dados, chamada de compensação magnética dinâmica. Este procedimento é feito através do voo de manobras a 10 mil pés (pitch, roll e yaw) nas orientações das linhas de voo e em região com gradiente magnético suave. Os dados adquiridos com as manobras são utilizados para determinar um conjunto de coeficientes de compensação do sistema e posteriormente aplicados em todas as linhas adquiridas. Na série de manobras da aeronave, os valores somados de cada manobra não podem exceder 1 nT, demonstrando a acurácia do aerolevantamento.
Após a compensação do sistema, é corrigida a diferença de tempo entre a medida do magnetômetro e o sistema de posicionamento global (GPS) da aeronave, denominada de correção de paralaxe ou lag. Essa correção é feita a partir da seleção de uma linha de voo que intercepta uma anomalia magnética de grande amplitude, dentro do bloco levantado. Após sua identificação são efetuados voos sucessivos em sentidos opostos na mesma linha de voo sobre a anomalia contando com parâmetros de aquisição mais próximos possíveis (altura e velocidade de voo). A diferença do valor de tempo encontrado é então aplicada para todas as linhas do aerolevantamento, tornando assim as feições coincidentes em qualquer direção que as linhas forem voadas.
A interação entre ventos solares e o CMT provoca distorções no segundo, produzindo variações que podem ter duração de horas. Em alguns casos a distorção pode ocorrer em minutos e apresentar forte influência nos dados. Este comportamento anômalo do CMT é devido a tempestades solares, e impedem a aquisição de dados confiáveis quando ocorrem. A correção da variação diária natural do CMT é feita a partir da instalação de um magnetômetro base em região livre de interferências e em raio de até 200 km dentro da área de onde estão ocorrendo os voos. Os valores obtidos pelo magnetômetro base são então removidos dos dados adquiridos pela aeronave, sendo esta correção denominada de remoção da variação magnética diurna.
Com a remoção da variação magnética diurna, alguns erros residuais podem ocorrer, causando super/subcompensação dos dados magnéticos. Para remoção de tais erros, são utilizadas as linhas de controle de direção perpendicular às linhas de voo. A partir delas são obtidas médias das diferenças em linhas contíguas. As diferenças obtidas são consideradas de primeira ordem e sua distribuição ocorre de forma aleatória por todo o banco de dados, representando disparidade entre linhas de voo e de controle. Esse procedimento é conhecido como nivelamento dos perfis.
Após o nivelamento ainda restam pequenas imperfeições e ruídos de curto comprimento de onda. Para eliminação é aplicado o procedimento denominado micronivelamento. O micronivelamento pode ser realizado utilizando o butterworth passa baixa, com comprimentos de onda proporcionais aos espaçamentos das linhas, e cosseno direcional na direção das linhas de voo. Estes procedimentos são estritamente matemáticos e visam a eliminação desses erros ao longo das linhas de voo.
Os dados magnetométricos contém além da resposta das rochas crustais a componente nuclear do campo magnético. Esta componente é relevante em levantamentos de grande escala (por exemplo, aerolevantamentos), pois apresenta variações regionais em função da
latitude. Para levantamentos locais (como levantamentos terrestres) esta correção não é obrigatória. Para efetuar essa correção é removido o International Geomagnetic Reference Field (IGRF) dos dados magnéticos. O IGRF é um modelo matemático calculado para o CMT baseado em informações de observatórios magnéticos distribuídos ao redor do mundo e por dados magnéticos de satélite. Esse modelo fornece estimativas da variação do campo geomagnético em função da posição no globo terrestre e do tempo. Como a variação do IGRF é muito pequena, o modelo é calculado e divulgado a cada cinco anos e deve ser utilizado na correção de dados magnéticos aerolevantados.
3.2.3 Técnicas Utilizadas na Interpretação Magnetométrica
O processamento dos dados magnéticos visa realçar certos comprimentos de onda em detrimento de outros, evidenciando da melhor forma as anomalias magnéticas que se deseja interpretar. O Campo Magnético Anômalo (CMA) representa influências da heterogeneidade magnética da região de pesquisa. Ele é composto pela superposição de diversas fontes magnéticas oriundas de diferentes profundidades. Havendo necessidade é possível remover a influência das fontes profundas para as anomalias mais superficiais serem realçadas, processo conhecido como separação regional-residual. Vários métodos são capazes de fazer a separação regional-residual dos dados do CMA como continuação para cima (upward continuation) (Eq. 5 a 8), espectro de potência, polinomial, dentre outras.
A técnica aplicada para este projeto de pesquisa foi a continuação para cima, adaptada de filtros físicos de passa-baixa frequência (low-pass filters) para o domínio do espaço. A aplicação dessa técnica tende a manter as anomalias de longo comprimento de onda e eliminar as de curto comprimento em função da simulação do campo geomagnético a certa altura obtendo o campo magnético regional (CR). Após a análise das altitudes da continuação para cima o procedimento de obtenção do campo magnético residual (CMR) é efetivado (Eq. 9). As fórmulas para o cálculo de continuação para cima e do campo magnético residual são:
𝑇(𝑥, 𝑦, 𝑧) = ∑ ∑ 𝑇 (𝑘 , 𝑘 )𝑒 ( ) 𝑒 (5) 𝑘 = ∆ n=0, 1, 2,..., (N-1)/2 (6)
𝑘 = ∆ m=0, 1, 2,..., (M-1)/2 (7) 𝑘 = 𝑘 + 𝑘 (8)
𝐶𝑀𝑅 = 𝐶𝑀𝐴 − 𝐶𝑅 (9) onde T(x, y, z) é o campo magnético calculado para uma determinada altura z, 𝑇 são os coeficientes de Fourier para a altitude do local de levantamento, 𝑘 , 𝑘 e 𝑘 são os números de onda e ∆𝑥 e ∆𝑦 são os espaçamentos das coordenadas ao longo da malha de dados.
Com a obtenção do CMR é possível estimar os limites laterais dos corpos intrusivos através de filtros de gradientes do sinal que realçam as informações originais, facilitando a visualização das anomalias e contraste das propriedades físicas nas unidades geológicas investigadas. Os principais filtros utilizados foram a amplitude do gradiente total (TGA) (ROEST et al., 1992), a inclinação da fase do sinal analítico (ISA) (MILLER; SINGH, 1994), redução ao polo (RTP) (BARANOV, 1957), Deconvolução de Euler (THOMPSON, 1982), e o Dynamic Range Compression (DRC) (KOVESI, 2012).
A TGA (Eq. 10) tende a centrar um sinal positivo sobre o corpo magnético causador da anomalia magnética (ROEST et al., 1992). Esta técnica de realce depende fracamente da direção da magnetização do corpo anômalo. Entretanto este fator pode acarretar o deslocamento das amplitudes máximas resultantes, podendo não estar centrado sobre o topo do corpo causador da anomalia magnética (LI, 2006). Trata-se de uma técnica eficaz para identificar os limites laterais dos corpos geológicos magnéticos, com grande efetividade em baixas latitudes magnéticas.
𝑇𝐺𝐴 = ( , , ) + ( , , ) + ( , , ) (10)
A ISA, também chamada de Tilt Angle (MILLER; SINGH, 1994) (Eq. 11), permite mapear lineamentos magnéticos através do contraste local da magnetização. Diferentemente de outras técnicas como o TGA, que realçam fontes rasas em detrimento de fontes mais profundas, a ISA tende a eliminar essa problemática. Sua aplicação propõe modular contribuições profundas e rasas em virtude da razão da derivada vertical com o gradiente horizontal total. Onde, para fontes profundas, os gradientes tendem a ser menores, porém a proporção matemática obtida será alta, demonstrando assim que a técnica pode ser utilizada tanto para fontes rasas e profundas quanto para fontes interferentes.
𝐼𝑆𝐴 (𝑥, 𝑦, 𝑧) = 𝑡𝑎𝑛 ⎝ ⎜ ⎛ ( , , ) ( , , ) ( , , ) ⎠ ⎟ ⎞ (11)
